“三江”造山带南段条块相嵌的构造格局中，兰坪-普洱地块西缘的南澜沧江结合带及东侧的云县-景谷火山弧，记录了晚古生代南澜沧江弧间洋盆扩张→俯冲消亡→弧弧碰撞过程的演化历史(潘桂棠等, 1997, 2003, 2004；Pan et al., 2012)。云县-景谷火山弧带主要由古生代和中生代沉积岩和火山岩组成，带内由北到南发育有官房、文玉、民乐、大平掌、三达山等众多铜多金属矿床(点)，分别形成于不同构造环境的火山活动中，成矿作用各有特点。对该带的深入研究，有助于扩大区域找矿远景。

官房铜矿位于云县-景谷火山弧带北部，紧邻澜沧江，矿区地势险峻，交通不便，故研究程度不高。1959年云南省第十七地质队对官房铜矿进行了首次详查工作，为小型铜矿床规模；1967年云南省第四地质队再次开展了工作，重新圈定矿体，计算资源量；1997~2001年，云南地矿局第五地质大队对云县官房铜矿床再次实施普查评价，提交332+333+334₁铜资源量3.89万吨。后有研究者对官房铜矿做了矿石矿物特征，含矿岩层主、微量元素，矿石硫、铅同位素以及少量流体包裹体的研究(张彩华等，2006；刘德利等，2008)，认为官房铜矿属浅成中-低温热液矿床，成矿与隐伏岩体的岩浆作用有关。

官房铜矿矿体赋存于小定西组基性火山岩中，成矿与小定西组火山岩有密切的时空关系，一直以来，前人仅依据火山岩夹层中的少量古生物化石，认为小定西组火山岩形成于晚三叠世。本文采用LA-ICP-MS方法，对小定西组火山岩的年龄做了精确的测定，结合流体包裹体岩相学特征、显微测温、激光拉曼光谱分析，探讨官房铜矿矿床成因及成矿过程。

1 矿区地质特征

云县-景谷火山弧带包括从云县以南，至景洪、勐腊的火山岩分布区，呈南北向狭长带状展布，长达400km，宽15~30km。出露火山岩除少量二叠纪-早三叠世中基性-中酸性火山岩外，大量发育中三叠世玄武岩和流纹岩构成的“双峰式”火山岩系，尤其以北部云县一带出露较完整，中三叠统自下而上划分为忙怀组和小定西组，火山岩最大厚度可达8000m，其上被中侏罗统复成分砾岩和紫红色泥岩不整合覆盖(云南省地质矿产局，1990；莫宣学等，1998)。

1.1 地层

官房铜矿位于云南临沧市云县县城145°方向约50km处，地处云县-景谷火山弧带北段(图 1)。矿区出露地层为中三叠统小定西组基性火山岩和中三叠统忙怀组流纹质火山岩。小定西组主要为一套高钾钙碱性玄武岩-钾玄岩组合，局部夹泥质板岩和凝灰质砂岩。忙怀组在地表很少出露，主要见于钻孔，岩性分为下段和上段，下段主要为杂色砂板岩夹凝灰质砂板岩、凝灰岩及大理岩透镜体，上段为流纹岩、流纹斑岩等酸性熔岩夹凝灰质砂板岩、凝灰岩、硅质岩，与小定西组假整合接触。

①云南省地质局. 1977a. 1:20万云县-景谷幅区域地质调查报告

小定西组火山岩中凝灰质砂岩及页岩产出有瓣腮类化石、菊石、叶肢介、植物化石；忙怀组砂质泥岩中富含瓣腮类化石、腕足类化石及少量植物碎片(云南省地质局, 1977b^①)；在官房铜矿区南部10km处，小定西组基性火山岩发育枕状构造。上述特征表明，中三叠世火山活动为海陆交互相的环境。

①云南省地质局. 1977b. 1:20万景东幅区域地质调查报告

1.2 构造

官房铜矿区断裂构造发育，澜沧江断裂是一条巨型的超壳深断裂，主要断层行迹沿澜沧江两岸延伸，为控岩(火山岩)、控矿的主要断裂，巨厚的中三叠世基性、酸性火山岩沿断裂分布(图 1)。拿鱼河断裂呈南北向波状延伸，属压性断裂，长大于100km，宽约150~500m，为具滑动镜面的压碎角砾岩片理化带，是矿区内主要的导矿构造之一。受多期构造运动影响，区内发育多期次多方向次级构造断裂，其中NWW、NE和SN向断裂与矿化关系密切。

褶皱构造主要为向阳山向斜，走向NNE，呈“S”形展布，为一不对称宽缓褶皱，向斜形成过程的挤压作用产生的层间破碎带对区内铜矿有叠加改造作用。

1.3 岩浆岩

区内火山活动主要表现为三叠纪的玄武岩喷发，可见气孔状、杏仁状构造。含矿岩系为小定西组火山岩系，与下伏忙怀组呈假整合接触，为一套高钾玄武岩-钾玄岩-安粗岩组合，熔岩与火山碎屑岩互层。小定西组具脉动喷发的特征，每次喷发旋回的顶部，发育紫红色或砖红色气孔杏仁状火山角砾岩，中、下部则过渡为青灰色致密块状熔岩，岩相以溢流相为主，火山喷发主要为海陆交互相喷发环境(张彩华等，2006)。小定西组基性火山岩系在官房铜矿区共有五个大的喷发旋回，分为三段六个亚段(图 2)。

矿区东西两侧零星分布印支-燕山期中酸性侵入岩(脉)，空间分布上常与小定西组火山岩系紧密相随，规模小呈似脉体产出，仅有草子坝岩体稍大，主要为闪长玢岩、石英斑岩、花岗斑岩等。距官房铜矿较近的有老毛村小岩株，岩性为二长花岗斑岩和碎裂花岗斑岩(图 1)。小定西组基性火山岩和忙怀组酸性火山岩中辉绿岩脉较发育，顺层或切层侵入。

2 矿床地质特征 2.1 矿体特征

官房铜矿已发现32个工业矿体和矿化体，赋存于小定西组的不同亚段中，在忙怀组酸性火山岩中目前未发现工业矿体，但可见较强黄铁矿化和黄铜矿化。铜矿划为三个矿段，向阳山矿段、山南矿段和岩脚-南信河矿段，目前向阳山矿段地质工作程度较高，区内控制和探明的储量主要集中在此矿段内。矿体主要有两种类型，一类局部顺层，呈似层状、透镜状和扁豆状，矿体与围岩为渐变关系，受破碎带控制；另一类为石英脉型铜矿体，严格受断裂破碎带控制，呈陡倾板状或透镜状产出，与围岩接触界限清晰。前者以向阳山矿段Ⅰ-①号矿体为代表，矿体受北西向断裂构造控制，产于F₀两侧火山喷发旋回顶部的紫红色杏仁状玄武岩和安山玄武质角砾岩的断裂破碎带中，平面上呈透镜状，剖面上呈叠层状，火山喷发旋回的多期次性，导致了矿体的多层性。矿体产状与北西向断裂基本一致，显示出构造与火山机构双重控制的特性。后者以山南矿段Ⅳ号矿体为代表(图 2)。

官房铜矿除了铜矿体，还存在独立的铅矿体，一类呈脉状，为破碎带或裂隙带控制，规模较小，另一类分布于铜矿体的外围，呈浸染状产出，规模较大。铅矿化主要为成矿后期叠加改造形成，为成矿元素较单一的热液来源(刘德利, 2009)。

2.2 矿石特征

矿石矿物种类复杂，主要为黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、辉铜矿、方铅矿、孔雀石和铜蓝。脉石矿物主要有斜长石、绿泥石、石英、方解石。矿石中有用矿物以细-微粒为主，部分为中-细粒，主要结构为他形粒状结构、自形-半自形结构、溶蚀结构、交代残余结构和包裹结构。

矿石构造主要有浸染状、气孔杏仁状、脉状-网脉状、角砾状等。角砾状构造分为两种，一种是由断裂构造引起的，角砾棱角分明，可拼合性好，铜矿物一般以胶结物形式出现(图 3c)；另一种是由热液引起的，角砾有较好的磨圆度，边部有明显的褪色化蚀变，角砾一般呈原岩的紫色，胶结物蚀变为浅灰色和灰绿色，与角砾颜色有明显差异(图 3d)；角砾和胶结物均有矿化，但胶结物中矿化一般强于角砾中，反映了富含挥发分的气液上升过程中的气爆蚀变作用和成矿的多期次性。

根据矿石矿物的共生组合及相互穿插关系等特征，将官房铜矿划分为2个成矿期。

Ⅰ火山-次火山热液期：铜矿化的主要阶段，产出大量斑铜矿、黄铜矿、黄铁矿，少量辉铜矿、磁铁矿等。矿化主要产在紫红色气孔、杏仁状玄武岩和玄武质角砾岩周围的破碎带中(图 3a, b)。主要矿物组合为黄铁矿+黄铜矿；斑铜矿+黄铜矿+石英；斑铜矿+黄铜矿+绿泥石+石英(图 3e,f)。

Ⅱ后期热液叠加改造期：地下水热液活动叠加改造成矿期。刘德利(2009)图版中，附有清晰的细脉状辉铜矿，脊柱状方铅矿脉，以及辉铜矿和方铅矿充填于早期黄铜矿、黄铁矿裂隙中的显微镜下照片。这些矿物组合和相互穿插关系表明，火山-次火山热液成矿作用后，存在后期地下水热液叠加改造作用，主要矿物组合方铅矿+辉铜矿+方解石。

2.3 围岩蚀变

矿体蚀变矿化分带特征明显，主要蚀变类型有硅化、黄铁绢英岩化、碳酸盐化、绿泥石化、绿帘石化、绢云母化等。其中以硅化和黄铁矿化与成矿关系最为密切。

硅化有两类，一类为微细粒柱状石英充填交代火山碎屑岩，另一类表现为破碎带及节理带中广泛产出的石英细脉。黄铁矿化常在围岩及矿体中呈浸染状或在角砾岩中以胶结物的形式产出，与成矿关系密切。碳酸盐化主要表现为在基性岩中形成方解石团块及网脉，在断裂和节理裂隙中的方解石细脉，伴有铜矿化。

气爆角砾岩是官房铜矿区发育的一种独特的蚀变岩石类型，主要产在火山通道，岩性为紫红色气孔、杏仁状玄武岩和角砾岩及凝灰质角砾岩。这种岩石的成因，是在岩浆多期喷溢活动后的熄灭期，先期喷溢出的玄武质岩浆已完成固结成岩过程，处于冷凝阶段时，携带着含铜、银等金属元素，富含挥发分的深部岩浆气液在沿断裂通道上涌过程中，遇到已固结成岩的玄武岩石，已固结的玄武岩石阻挡了岩浆气液的上涌，围岩压力增加，使气液中的挥发分不能直接透过岩石挥发出去，挥发分向孔隙度较高的岩石内渗透，引起这类岩石的爆裂，形成气爆角砾岩。由此形成的气液蚀变岩，具有极强的黄铁矿化，并伴有铜元素的富集(图 3b-d)。

3 分析测试方法及岩石学特征

用于定年的玄武岩样品采自官房铜矿区，是重要的赋矿岩石，经纬度：24°05′56.2″N，100°24′53.7″E。锆石单矿物分选在河北省区域地质调查研究所实验室完成，在严格避免污染的条件下，采用常规重力及电磁分选，然后在双目镜下手工挑纯。将具有代表性的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面，抛光后将待测锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)图像分析，依据反射光、透射光及锆石CL图像选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb测年。CL图像在西北大学大陆动力学国家重点实验室FEI Quanta 400 FEG扫描电子显微镜上完成。

锆石微区U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用LA-ICP-MS同时分析完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal (Liu et al., 2008, 2010a)完成，采用Andersen (2002)方法(ComPbCorr^#3-151)进行普通铅校正。详细的仪器操作条件和数据处理方法见Liu et al.(2008, 2010a, b)。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003)完成。分析结果见表 1。流体包裹体均一温度测试在中国地质大学(北京)地球化学实验室完成。测试仪器：LinkamTHMSG-600型冷热台，工作温度范围-196~600℃，精度+/-0.1℃，加热和冷冻控温速率10~20℃/min, 相变点附近控温速率为0.1~0.5℃/min。

单个流体包裹体激光拉曼光谱成分分析在中国地质科学院矿产资源研究所激光拉曼实验室完成。实验仪器英国Renishaw System-2000显微共焦激光拉曼光谱仪，激发激光波长波长514.53nm，激光功率20mW，激光束斑最小直径1μm，光谱分辨率1~2cm^-1。

定年样品玄武岩的镜下特征描述：在不规则的斜长石(Pl)条状微晶中，充填有若干个粒状辉石(Px)和磁铁矿(Mag)的细小颗粒，为典型粗玄结构(图 4)。官房铜矿赋矿玄武岩SiO₂含量为(50.31%~53.45%)(本研究未发表数据)。这些证据都表明赋矿岩系主要为基性岩系。

4 分析结果 4.1 锆石U-Pb同位素年龄

样品的锆石粒度约为50~200μm，锆石的CL阴极发光照片(图 5)揭示大部分锆石具有清晰的岩浆振荡环带, 为典型的岩浆锆石。锆石形态主要有二种：一种是具有宽窄不一振荡环带的板状、柱状锆石，如、5、6、14、15；其次是具有明显老核的锆石，锆石边部仍具有明显的韵律环带，如4。

共分析24个测点，从测试结果看，有10个点(表 1备注栏已标明)明显偏离谐和线，不参与计算，其它14个点仍给出一个非常谐和的年龄，其U、Th含量分别为346×10^-6~1588×10^-6、183×10^-6~762×10^-6，Th/U为0.43~1.22(表 1)，显示测定的锆石为岩浆成因(Hoskin and Black, 2000)，概率图正态分布，其锆石14个分析点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为231~237Ma (表 1)，在一致曲线图中，数据点成群分布(图 6)，其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为234.3±0.8Ma (MSWD=0.18，n=14)。

4.2 流体包裹体 4.2.1 岩相学特征

根据室温条件下流体包裹体呈现的相态和充填度等特征，分为以下两类(图 7)。

Ⅰ类富液相盐水溶液包裹体(L+V)，在石英和方解石中发育，以原生包裹体为主，次生较少，大小多在2×4~6×13μm；形态以椭圆、次圆形和菱形为主，次为长方形、正方形和不规则状；气相(V)含量一般5%~35%，加热时气泡体积逐渐减小，最后均一至液相。

Ⅱ类富气相盐水溶液包裹体(L+V)，包裹体普遍较小，气相(V)含量60%~85%，加热时气泡体积逐渐增大，最后均一至气相，因个体小不易观测，故未获得良好的测温数据。

4.2.2 均一温度、盐度和密度

流体包裹体显微测温测试样品6件，获得原生包裹体均一温度数据94个，冰点温度74个。气液两相盐水溶液包裹体的盐度根据冰点温度和Bodnar (1992)的冷冻温度-盐度关系表求得，密度根据NaCl-H₂O溶液压力-温度-浓度-密度的关系表(Bischoff, 1991; Anderko, 1993; Knight, 1989; Hass, 1976)求得, 结果见表 2。

官房流体包裹体均一温度变化范围大，为102~418℃，200℃以下低温区的测温数据较多，中-高温数据相对较少，可能与富气包裹体较小，不易观测有关；方解石中包裹体均一温度普遍低于石英中(图 8a)。

盐度变化于2.07%~23.11% NaCleqv之间，具明显的分布在两个区的特征(图 8b)，低盐度区(2%~9% NaCleqv，平均值5% NaCleqv)和高盐度区(13%~23% NaCleqv，平均值18% NaCleqv)。密度变化于0.67~1.12g/cm³之间，属于中低密度流体。

4.2.3 激光拉曼光谱

对样品GF20、GF21、GF25、GF24中的12个个体大而清晰的单个包裹体做激光拉曼光谱分析。结果表明，流体包裹体成分主要是H₂O，几乎每个包裹体都表现出较强的H₂O特征峰(3310~3610cm^-1)；多个包裹体的拉曼光谱在2918cm^-1出现强峰值，显示含有CH₄气体；个别包裹体拉曼谱图在890cm^-1、1389cm^-1、1648cm^-1处出现谱峰，说明还含有F₂、CO₂、C₄H₆等气体(图 9)。

4.2.4 成矿压力及成矿深度

依据NaCl-H₂O体系T-ρ相图(Bischoff, 1991)估算成矿压力在130~350×10⁵pa之间。根据成矿时的压力，按静水压力换算后的成矿深度大约在0.43~1.17km。官房铜矿床的赋矿地层是中三叠统小定西组下段，厚度总和为1.9km (云南省地质局, 1977b)。估算的成矿深度与官房铜矿床的地质情况基本吻合。

5 讨论 5.1 赋矿地层小定西组时代

近年来，云县-景谷火山弧带中赋矿地层小定西组基性火山岩和忙怀组酸性火山岩时代，一直是人们关注的重点研究内容之一。前人依据小定西组基性火山岩中凝灰质砂岩及页岩产出的瓣腮类化石：Pergamidianakuensis Reed, P. sp., Modiolusfrugi (Healey), M.cf.weiyuanensis Ku, M. sp., Tulongella sp., Costatoria sp.; 菊石：Acrochordiceras(?) sp.; 叶肢介：Euestheriaxiangyunensis Chen, E. mupangensis Chen; 植物：Equiselites sp.，认为小定西组中基性火山岩的形成时代属于晚三叠世卡尼-诺利期(云南省地质局, 1977b)。

本次采用LA-ICP-MS方法，获得小定西组的玄武岩锆石U-Pb年龄为234.3±0.8Ma。结合火山弧带中部民乐铜矿宋家坡组流纹斑岩锆石SIMS U-Pb年龄234.8±2.4Ma (朱维光等，2011)进行对比分析，发现其年龄与北部官房铜矿小定西组玄武岩的锆石U-Pb年龄完全一致，均为中三叠世。表明云县-景谷火山弧带中赋矿地层小定西组基性火山岩和忙怀组酸性火山岩区域构成“双峰式”火山岩组合，依据地球化学及构造环境分析(本研究未发表数据)，裂谷盆地火山岩系形成于中三叠世主碰撞晚期南澜沧江俯冲洋壳断离导致的伸展构造环境。官房铜矿即形成于裂谷盆地海陆交互相的基性火山岩中。

5.2 成矿流体特征对叠加成矿的制约

流体包裹体显微测温共获得74组均一温度-盐度数据对，其中石英中44组，方解石中30组。均一温度-盐度图解显示官房铜矿存在两种不同特征的流体(图 10)，表明可能存在至少两期成矿作用。

火山-次火山热液成矿期：包裹体类型有富液相(Ⅰ型)和富气包裹体(Ⅱ型)，均一温度107~418℃，盐度13%~23%NaCleqv (图 10a)，以中低-中高温、中-高盐度、中密度为特征(由于富气包裹体较小，不易观测，故造成高温值偏少；为岩浆流体，形成于较封闭的流体系统)。

地下水热液叠加改造期：包裹体类型为富液相(Ⅰ型)，均一温度107~350℃，盐度2%~9%NaCleqv (图 10b)，以中-低温、低盐度、低密度为特征(地下水热液流体，形成于较开放的流体系统)。

5.3 成矿过程讨论

澜沧江带各时代火山岩是特提斯不同构造阶段的产物和记录，特提斯大洋向东俯冲，导致包括南澜沧江在内的晚古生代三江多岛弧盆系的发育(潘桂棠等，2003；Wang et al., 2012)。南澜沧江弧间洋盆主体形成于晚泥盆世-早二叠世，早二叠世晚期开始，澜沧江洋壳向东俯冲于兰坪-思茅地块之下，沿云县-景谷一带，形成一套二叠纪以中基性为主的俯冲型弧火山岩组合，早三叠世发育一套以中酸性火山岩为主的主碰撞(早期)型弧火山岩。至中三叠世主碰撞晚期，由于俯冲洋壳断离导致的伸展作用，沿云县-景谷一带形成大规模的裂谷盆地“双峰式”火山岩系(图 11a)。

官房铜矿即形成于中三叠世主碰撞晚期俯冲洋壳断离导致的裂谷盆地中，依据沉积构造及生物化石组合特征分析，火山活动及其成矿热液系统所处的古地理环境为海陆交互相。受裂谷盆地火山机构和古地理环境的双重制约，以官方、民乐、文玉等为代表的系列铜矿床，仅发育下部火山通道中的脉状-网脉状-角砾状矿体，缺少上部厚大的层状矿体，产出特征与日本岛弧带“黑矿”、义敦岛弧带呷村等典型VHMS型铜多金属矿床明显不同(图 11b)。

流体包裹体盐度-密度分析显示了两种不同特征流体的存在，表明了成矿过程中的两期成矿作用，即成矿流体以中低-中高温、中-高盐度、中密度为特征的火山-次火山热液成矿期和成矿流体以中-低温、低盐度、低密度为特征的地下水热液叠加改造期。

中三叠世，在火山喷发的间歇期或末期，携带着铜、银等金属元素，富含挥发分的深部岩浆气液混合部分沿断裂、构造裂隙下渗受到深部岩浆房加热的大气降水，沿着火山通道上升，并不断淋滤、交代下部火山岩，萃取其成矿元素，形成成矿流体。当流体上升遇到已固结成岩的玄武岩石，固结的玄武岩石阻挡了成矿流体的上涌，使气液中的挥发分不能直接透过岩石挥发出去，挥发分向孔隙度较高的岩石内渗透，引起岩石的爆裂，最终在玄武质角砾岩周围的破碎带和气孔、杏仁状玄武岩中矿质沉淀形成脉状-网脉状、角砾状和浸染状铜矿体。后期地下水热液在构造断裂-裂隙部位叠加成矿(可能为新生代)(图 11b)。

6 结论

(1)采用LA-ICP-MS方法，首次获得小定西组玄武岩锆石U-Pb年龄为234.3±0.8Ma，表明赋矿地层小定西组形成于中三叠世，而不是前人一直认为的晚三叠世。

(2)铜矿石中石英和方解石所含流体包裹体主要为盐水溶液包裹体，包括富液和富气相包裹体；均一温度102~418℃，盐度2.07%~23.11% NaCleqv；包裹体成分主要是H₂O并含有CH₄、F₂、CO₂、C₄H₆等气体；均一温度-盐度图解及矿石矿物组成特征证实存在两期成矿作用，即中三叠世火山-次火山热液成矿作用和后期地下水热液叠加改造作用(可能为新生代)。

(3)官房铜矿的形成不仅受中三叠世火山机构和火山岩相的控制，同时受到海陆交互相的古地理环境制约。早期成矿时缺乏火山热液成矿流体聚集的“卤水池”，仅发育下部火山通道相中的脉状-网脉状-角砾状矿体，以缺少上部厚大层状矿体而区别于其他典型的VHMS型铜矿床。因而，早期成矿具有VHMS型成矿特征，后期经历了地下水热液的叠加改造。

致谢 中国地质大学(武汉)刘勇胜教授、胡兆初教授以及宗克清博士在锆石U-Pb分析过程中提供大力帮助，中国地质大学(北京)诸惠燕老师在流体包裹体测温分析中提供帮助，中国地质科学院矿产资源研究所徐文艺老师在激光拉曼光谱分析中提供帮助；匿名审稿人提出许多建设性的意见及建议；在此一并致谢！